CARACTERÍSTICAS DINÂMICAS E TERMODINÂMICAS DOS … · 2019. 2. 14. · 3 Universidade Federal do...
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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE Centro de Ciências Exatas e da Terra Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE Centro de Ciências Exatas e da Terra Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas CARACTERÍSTICAS DINÂMICAS E TERMODINÂMICAS DOS VÓRTICES CICLÔNICOS DE ALTOS NÍVEIS NO NORDESTE DO BRASIL Jean Souza dos Reis NATAL-RN 2018
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas
CARACTERÍSTICAS DINÂMICAS E TERMODINÂMICAS DOS
VÓRTICES CICLÔNICOS DE ALTOS NÍVEIS NO NORDESTE DO
BRASIL
Jean Souza dos Reis
NATAL-RN
2018
2
JEAN SOUZA DOS REIS
CARACTERÍSTICAS DINÂMICAS E TERMODINÂMICAS DOS
VÓRTICES CICLÔNICOS DE ALTOS NÍVEIS NO NORDESTE DO
BRASIL
BANCA EXAMINADORA
____________________________
Prof. Dr. Weber Andrade Gonçalves
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Orientador
____________________________
Prof. Dr. David Mendes
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Co-orientador
____________________________
Prof. Drª. Lara de Melo Barbosa Andrade
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Examinadora
____________________________
Prof. Dr. Claudio Moisés Santos e Silva
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Examinador
____________________________
Prof. Drª. Clênia Rodrigues Alcântara
Universidade Federal de Campina Grande
Examinadora
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Ciências Climáticas do Centro de
Ciências Exatas e da Terra da Universidade
Federal do Rio Grande do Norte - UFRN, como
parte dos requisitos para obtenção do título de
Mestre em Ciências Climáticas.
Aprovado em: ___/___/___
3
Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN
Sistema de Bibliotecas - SISBI
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET
Reis, Jean Souza dos.
Características dinâmicas e termodinâmicas dos vórtices
ciclônicos de altos níveis no Nordeste do Brasil / Jean Souza dos Reis. - 2018.
76f.: il.
Dissertação (mestrado) - Universidade Federal do Rio Grande do
Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-
Graduação em Ciências Climáticas. Natal, RN, 2018.
Orientador: Weber Andrade Gonçalves. Coorientador: David Mendes.
1. Climatologia - Dissertação. 2. VCAN - Dissertação. 3.
Rastreamento - Dissertação. 4. Termodinâmica - Dissertação. I.
Gonçalves, Weber Andrade. II. Mendes, David. III. Título.
RN/UF/CCET CDU 551.58
Elaborado por Joseneide Ferreira Dantas - CRB-15/324
4
“[...] sentindo que havia atingido seus
limites, ele passou muito tempo em
contemplação antes de alcançar a resposta.
Essa resposta era gratidão.”
-YoshihiroTogashi
5
AGRADECIMENTOS
Neste caminho, minha gratidão é tamanha que ficaria difícil mencionar todos
Meu pai, Haroldo, minha mãe, Waldilene e meu irmão Herald pelo eterno apoio e amor;
Meu orientador Weber Gonçalves e coorientador David Mendes; pela confiança,
conselhos, conhecimento e incentivo;
Meus amigos, Ricardo Rayan, Ediclê Fernandes, Jorio Cabral, Helder Farias e tantos
outros que ficaria difícil citar, por momentos de felicidade e descontração tão benéficos
para a alma;
A Pós-Graduação em Ciências Climáticas e a UFRN ao incentivo a pesquisa;
À CAPES pela bolsa que é essencial para quem vive fora do seio familiar;
E a todos meus amigos, próximos ou distantes que sempre torceram por mim.
6
RESUMO
O objetivo deste trabalho foi estudar características dinâmicas e termodinâmicas dos
Vórtices Ciclônicos de Altos Níveis (VCAN) atuantes no Nordeste do Brasil (NEB), a
partir de algoritmo de identificação objetiva de VCAN (AIOV) utilizando dados do
ERA-Interim das reanálises do modelo European Centre for Medium-Range Weather
Forecasts (ECMWF) e para avaliação do impacto na precipitação foi utilizado o
conjunto de precipitação do Climate Prediction Center (CPC), do National Centers for
Environmental Prediction (NCEP) ambos no período de 1980 a 2016. O AIOV
apresentou ganho na eficiência após as duas melhorias adicionadas (método SVAV e
quatro novos quadrantes do giro do vento) podendo ser redirecionado para outros
estudos. Os resultados do AIOV foram confirmados pela própria
climatologia identificando 1493 VCAN, 51% ocorrendo no verão, 23% no outono, 5%
no inverno e 21% na primavera astral. Na análise da climatologia espacial de ocorrência
do VCAN, as regiões de maior impacto deste sistema sobre o continente são: A região
central de Pernambuco; O litoral na divisa de Pernambuco e Paraíba; litoral norte da
Bahia; Região central da Bahia; Região sul da Bahia. Observou-se que no Oceano
Atlântico Sul adjacente a costa do NEB existe uma grande densidade de VCAN. No
verão, os VCAN ocorrem com maior frequência nas regiões litorânea e centro-sul da
Bahia, centro de Pernambuco e no litoral da divisa de Pernambuco e Paraíba, enquanto
no outono, a região central e litoral da Bahia são as mais afetadas. A evidência de que
este sistema age como um inibidor de precipitação no NEB foi mostrado quando se
relaciona precipitação e posicionamento preferencial do VCAN. Esse resultado indica
que além dos sistemas que alteram a dinâmica da precipitação, o VCAN é responsável
pelo déficit hídrico. O perfil atmosférico da divergência mostrou que existe uma troca
de fase na atmosfera média. A análise mensal da vorticidade e da divergência
mostraram que março é o mês de VCAN mais intensos. Duas sondagens conceituais
confeccionadas a partir dos resultados anteriores foram apresentadas, e seus resultados
mostram que o nível de condensação por levantamento (NCL) é em 860 hPa no centro
do VCAN e 940 hPa na borda. O perfil sobre a região da borda se mostrou mais instável
do que o perfil no centro do VCAN. O comportamento analisado pelos índices
termodinâmicos, indicam que ocorre situações em que mesmo sem a termodinâmica
local favorável, a atmosfera responde a um sistema dinâmico mais intenso que força
condições para favorecer a convecção. A análise da instabilidade condicional mostrou
que no centro do VCAN, a temperatura potencial equivalente saturada seca próximo ao
NCL, inibe atividade convectiva, enquanto na borda existe uma camada espessa que
favorece a convecção.
Palavras-chave: VCAN, rastreamento, termodinâmica
7
ABSTRACT
The objective of this work was to study the dynamic and thermodynamic characteristics
of the High Level Cyclonic Vortexes (HLCV) in the Northeast of Brazil (NEB) using an
objective HLCV identification algorithm (OHIA) using ERA-Interim data from the
model reanalysis European Center for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF),
and the Precipitation Impact Assessment (NCEP), the Climate Prediction Center (CPC)
of the National Centers for Environmental Prediction (NCEP) in the period from 1980
to 2016. The OHIA presented efficiency gain after the two improvements added (SVAV
method and four new quadrants of the wind turning) and could be redirected to other
studies. The OHIA results were confirmed by the climatology itself, identifying 1493
HLCV, 51% occurring in summer, 23% in autumn, 5% in winter and 21% in austral
spring. In the analysis of the spatial climatology of HLCV occurrence, the regions with
the greatest impact of this system on the continent were: The central region of
Pernambuco; The coast in the border of Pernambuco and Paraíba; northern coast of
Bahia; Central region of Bahia; South region of Bahia. It was observed that in the South
Atlantic Ocean adjacent to the coast of NEB there is a large density of HLCV. In the
summer, HLCV occur more frequently in the coastal and south-central regions of Bahia,
central Pernambuco and along the coast of the Pernambuco and Paraíba counties, while
in the autumn the central and coastal regions of Bahia are most affected. Also, an
evidence that this system acts as an inhibitor of precipitation in NEB has been shown
when precipitation and preferential positioning of the HLCV is related. This result
indicates that in addition to the systems that alter the dynamics of precipitation, the
HLCV is responsible for the water deficit. The atmospheric profile of the divergence
showed that there is a phase change in the mean atmosphere. The monthly analysis of
vorticity and divergence showed that March is the month of HLCV more intense. Two
conceptual soundings were made from the previous results, and their results show that
the level of condensation (NCL) is 860 hPa at the center of the HLCV and 940 hPa at
the edge. The profile on the border region was more unstable than the profile at the
center of the HLCV. The behavior analyzed by the thermodynamic indices indicates
that situations occur that even without favorable local thermodynamics, the atmosphere
responds to a more intense dynamic system that forces conditions to favor convection.
The conditional instability analysis showed that at the center of the HLCV, the potential
saturated dry temperature near the NCL inhibits convective activity, while at the edge
there is a thick layer that favors convection.
Key-words: HLCV, tracking, thermodynamic
8
SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO ..................................................................................................... 13
2. REVISÃO DA LITERATURA ............................................................................ 16
3. MATERIAL E MÉTODOS .................................................................................. 29
3.1. Localização da área de estudo .......................................................................... 29
3.2. Dados ................................................................................................................... 29
3.3. Algoritmo de Identificação Objetiva ................................................................ 31
3.4. Método de identificação das regiões de centro e borda do VCAN ................ 34
3.5. Variáveis Termodinâmicas ............................................................................... 35
4. RESULTADOS E DISCUSSÕES ........................................................................ 42
4.1. Validação do AIOV ............................................................................................ 42
4.2. Aspectos climatológicos ..................................................................................... 43
4.2.1. Período de Ocorrência ................................................................................... 43
4.2.2. Região de Ocorrência x Precipitação ............................................................ 46
4.3. Análise de parâmetros dinâmicos da atmosfera ......................................... 51
4.4. Análise do perfil termodinâmico da atmosfera ........................................... 56
5. CONCLUSÕES ..................................................................................................... 67
6. REFERÊNCIAS .................................................................................................... 70
9
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Linhas de corrente e vorticidade relativa em 200 hPa para dois VCAN de tipo
Palmén (a) e tipo Palmer (b) nos dias 14 de dezembro de 2011 e 20 de janeiro de 2011
respectivamente, as setas indicam a localização dos VCAN. ......................................... 16
Figura 2. Ilustração do movimento vertical observado em um VCAN. ......................... 19
Figura 3. Distribuição de nuvens idealizada associada com (a) simetria estacionária de
um ciclone em 200 hPa e (b) um ciclone se movendo de oeste. .................................... 20
Figura 4. Distribuição de nuvens do VCAN associada com a nebulosidade de uma
frente fria formando a configuração “S”. ....................................................................... 21
Figura 5. Esquema sequencial de formação de um ciclone subtropical a 200 hPa no
Atlântico Sul. .................................................................................................................. 22
Figura 6. Área de estudo (caixa compreendendo as latitudes 0° a 20° Sul e longitudes
20° W a 50° W). ............................................................................................................. 29
Figura 7. VCAN com campo de vorticidade relativa (s-1) e linhas de corrente (a) e
método SVAV (adimensional) e linhas de corrente (b) no dia 01 de janeiro de 2013. .. 32
Figura 8. Ilustração dos valores das componentes do vento (U e V) baseado no método
de Coutinho (2010), VCAN no dia 01 de janeiro de 2013. ............................................ 33
Figura 9. Fluxograma da determinação do VCAN pelo AIOV. ..................................... 34
Figura 10. Imagens de satélite no canal IR (hachurado) e linhas de corrente em 250 hPa.
A linha vermelha indica a região de borda selecionada e o X azul a região central do
VCAN. ............................................................................................................................ 35
Figura 11. Número de VCAN mensal e percentagem de ocorrência do VCAN
sazonalmente sendo, DJF, MAM JJA e SON como Verão, Outono, Inverno e
Primavera, respectivamente. ........................................................................................... 44
Figura 12. Porcentagem de ocorrência de VCAN mensalmente. ................................... 45
Figura 13. Boxplot do número de VCAN.O primeiro quartil representa o limite inferior
do Box, o segundo quartil é a mediana, representada por uma linha horizontal que
atravessa o Box e o terceiro quartil é o limite superior do Box. As retas nos extremos
superior e inferior indicam o máximo e o mínimo das distribuições, e os círculos
representam os outliers. .................................................................................................. 45
Figura 14. Distribuição espacial dos centros do VCAN no período de 37 anos. ........... 47
Figura 15. Distribuição sazonal dos VCANs no período de 37 anos. ............................ 48
10
Figura 16. Distribuição espacial de precipitação acumulada (hachurado) e posição dos
centros de VCAN (linhas) no período de 37 anos para o verão (a) e outono (b). .......... 50
Figura 17. Distribuição espacial de precipitação mm/ano (hachurado) e posição dos
centros de VCAN (linhas) no período de 37 anos para o dezembro (a), janeiro (b) e
fevereiro (c). ................................................................................................................... 50
Figura 18. Variabilidade interanual do número de VCAN durante o período de estudo.
As cores representam a intensidade do fenômeno ENOS obtidos pelo CPTEC (2017). 51
Figura 19. Perfil vertical médio da divergência (s-1). .................................................... 53
Figura 20. Boxplots de divergência no centro a 200 hPa (a) e borda a 950 hPa (b). A
escolha dos meses se deu em função da maior ocorrência dos sistemas. ....................... 53
Figura 21. Perfil vertical médio de vorticidade relativa (a) e boxplots mensais (b). ...... 54
Figura 22. Perfil vertical médio da velocidade vertical (Pa s-1). .................................... 55
Figura 23. Perfil média da convergência de umidade. ................................................... 56
Figura 24. Histogramas de CAPE nos setores do centro e borda (a) do VCAN, e
boxplots mensal (b). ....................................................................................................... 58
Figura 25. Histograma de CINE nos setores do centro, borda do VCAN. ..................... 59
Figura 26. Histograma do Índice K nos setores do centro, borda do VCAN. ................ 60
Figura 27. Histograma do Índice de levantamento nos setores do centro e borda do
VCAN. ............................................................................................................................ 61
Figura 28. Histograma de água precipitável nos setores do centro e borda do VCAN. . 62
Figura 29. Sondagem conceitual nos setores do centro (a) e borda (b) do VCAN. ....... 63
Figura 30. Perfis de ϴ, ϴe e ϴes das sondagens conceituais do centro (a) e borda (b) do
VCAN. ............................................................................................................................ 66
11
LISTA DE TABELAS
Tabela 1. Critérios da direção do vento para cada quadrante. ........................................ 28
Tabela 2. Potencial para tempestades severas em função dos valores de CAPE
(NASCIMENTO, 2005). ................................................................................................ 38
Tabela 3. Valores do Índice de levantamento e sua respectiva instabilidade. ................ 40
Tabela 4. Valores do índice K. ....................................................................................... 41
12
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
AIOV - Algoritmo de Identificação Objetiva de VCAN
AB – Alta da Bolívia
CAN – Cavados em altos níveis
CAPE – Energia Potencial Convectiva Disponível
CINE - Energia de Inibição da Convecção
CPC - Climate Prediction Center
ECMWF- European Centre for Medium-Range Weather Forecast
HS – Hemisfério Sul
ILEV - Índice de Instabilidade por Levantamento
MO – Método Objetivo
NCEP - National Centers for Environmental Prediction
NCAR - National Center for Atmospheric Research
NEB – Nordeste Brasileiro
OATS – Oceano Atlântico Tropical Sul
SVAV - Soma dos Valores Absolutos das Componentes do Vento
VCAN – Vórtices Ciclônicos de Altos Níveis
ZCIT – Zona de Convergência Intertropical
13
1. INTRODUÇÃO
Avanços nos estudos e pesquisas de sistemas sinóticos vem ocorrendo ao longo
dos anos no Brasil, auxiliando estudos futuros e aprimorando as previsões do tempo e os
produtos de modelos numéricos. Permitindo assim, a melhoria na tomada de decisões
em relações as certezas de uma previsão; entretanto, existem características de sistemas
meteorológicos de grande influência na América do Sul que ainda necessitam de um
maior aprofundamento. Um destes fenômenos de escala sinótica é o Vórtice Ciclônico
de Altos Níveis (VCAN), atuante no Sul e Nordeste do Brasil (NEB), e é responsável
pela qualidade da estação chuvosa, sendo um dos principais sistemas meteorológicos
precipitantes no NEB. Este fenômeno em especial, é capaz de causar tempo estável no
centro e chuva na borda. Inúmeros VCAN foram responsáveis por extremos de
precipitação no NEB, principalmente, quando associados a outros fenômenos de escala
sinótica.
Palmén (1949) fez o primeiro estudo deste sistema na região extratropical,
enquanto Palmer (1951), estudou a ocorrência do fenômeno em latitudes tropicais. Dean
(1971) e Aragão (1976) foram os pioneiros no estudo sobre os VCAN que atuam nas
regiões tropicais com foco no Atlântico Tropical Sul e no Nordeste Brasileiro (NEB) e
posteriormente, aprofundados por Kousky e Gan (1981), que determinaram as
principais características do sistema. Os VCAN podem ser definidos como sistemas
com núcleo de baixa pressão em escala sinótica, formados inicialmente na alta
troposfera podendo se estender à níveis inferiores e cuja circulação ciclônica fechada
possui o centro mais frio que sua periferia (GAN, 1982).
Como consiste em um ciclone formado em altos níveis, tem características
diferentes de um ciclone em superfície. Enquanto na superfície os ciclones formam
convecção no centro e, consequentemente, ocorrência de chuva, em altos níveis os
VCAN causam descendência do ar, inibindo a formação de nuvens. Em geral, a
trajetória do sistema é de maneira circular horária (no Hemisfério Sul), vinda das
latitudes subtropicais do Oceano Atlântico Sul para o Nordeste do Brasil, esta trajetória
para oeste é favorecida pelos termos beta e divergência da equação da vorticidade
(GAN, 1982). É importante destacar que, os VCAN podem atuar associados à outros
sistemas meteorológicos que afetam o regime de chuvas do NEB, como a Zona de
Convergência Intertropical (ZCIT) (UVO, 1989), Frentes frias (KOUSKY, 1979),
14
Distúrbios Ondulatórios de Leste (FERREIRA et al., 1995), Zona de Convergência do
Atlântico Sul (ZCAS) (QUADRO, 1994) e Linhas de Instabilidade (COHEN et al.,
1995).
Como dito anteriormente, uma das características deste sistema é causar uma
inibição de chuva no centro, por outro lado, em sua periferia ocorrem elevados valores
de chuva devido à intensa convecção. Portanto, dependendo da sua posição e
deslocamento, o VCAN pode causar amplificação nas chuvas, ou tornar mais severas
épocas de estiagem. Um exemplo disso, segundo a CLIMANÁLISE (2004), no mês de
janeiro de 2004, as chuvas intensas que ocorreram em todo o NEB foram devidas ao
deslocamento de frentes frias para o norte, à atuação da ZCIT e à presença de VCAN
sobre o Oceano Atlântico posicionando a periferia deste sistema, com intensa atividade
convectiva, sobre a costa do NEB. Enquanto no mês de fevereiro de 2004, os VCAN
estiveram próximos ao leste do Nordeste, reduzindo a ocorrência de chuvas em relação
ao mês anterior, principalmente sobre a Bahia devido ao seu posicionamento.
Na literatura encontram-se diversas pesquisas relacionadas a dinâmica do
VCAN, principalmente com detalhamento nos mecanismos geradores e seu
deslocamento (KOUSKY e GAN, 1981; GAN, 1982; GAN e KOUSKY, 1986). Além
disto, verificam-se alguns trabalhos visando a identificação objetiva dos VCAN através
de algoritmos (COSTA, 2009, COUTINHO, 2010; MORAIS, 2016). Contudo, existe
uma carência na avaliação de seus aspectos termodinâmicos. Uma pergunta que ainda
necessita ser esclarecida é: "Qual a diferença dos parâmetros termodinâmicos nos
VCAN em seu centro (sem nebulosidade) e sua borda (com possibilidade de
nebulosidade e precipitação)?" Até o presente, não é possível responder a esta pergunta
com base na literatura, pois carece de pesquisas sobre as características termodinâmicas
dos VCAN com uma série longa de dados.
OBJETIVO GERAL
O objetivo geral deste trabalho é estabelecer as principais diferenças dinâmicas e
termodinâmicas entre regiões de borda e centro do VCAN no Nordeste do Brasil com o
uso de 28 anos de dados de reanálises do projeto Era-Interim.
15
Objetivos Específicos
- Utilizar um método objetivo adaptado de identificação dos VCAN usando
como base de dados o conjunto de dados do Era-Interim. Este método será denominado
Algoritmo de Identificação Objetiva de VCAN (AIOV);
- Realizar uma análise sazonal da identificação dos VCAN pelo AIOV;
- Avaliar padrões dinâmicos e termodinâmicos no centro e nas bordas dos
VCAN;
- Construir um modelo conceitual da termodinâmica dos VCAN no seu centro e
sua borda baseado nos resultados da série temporal.
16
2. REVISÃO DA LITERATURA
As primeiras investigações acerca dos Vórtices Ciclônicos de Altos Níveis
(VCAN) foram feitas por Palmén (1949) e Palmer (1951) no Hemisfério Norte. Baseado
nestes estudos iniciais, os VCAN são divididos em dois tipos, Palmén e Palmer. Além
de características de formação e manutenção distintas, estes VCAN diferem pelo seu
local de ocorrência. Os VCAN Palmén ocorrem prioritariamente em latitudes
subtropicais enquanto que os Palmer acontecem nos trópicos. Portanto, na América do
Sul os VCAN Palmén ocorrem principalmente sobre a Região Sul do Brasil (Figura 1a),
enquanto que os VCAN Palmer são mais constantemente observados sobre o NEB
(Figura 1b). Nomeados como baixas desprendidas, os VCAN propostos por Palmén
(1949) são definidos como bolsões de ar frio acoplados a extensos cavados na alta
troposfera que se desprendem e são confinados no lado equatorial dos ventos de oeste.
O autor observou que a intensa concentração do escoamento de oeste, era um fator
primordial no desprendimento dos vórtices estendendo essa observação para os Oceanos
Pacíficos e Atlântico, oeste da Europa.
Figura 1. Linhas de corrente e vorticidade relativa em 200 hPa para dois VCAN de tipo
Palmén (a) e tipo Palmer (b) nos dias 14 de dezembro de 2011 e 20 de janeiro de 2011
respectivamente, as setas indicam a localização dos VCAN.
Fonte: Elaborada pelo autor.
(b) (a)
17
Inicialmente, Palmer (1951) estudava as tempestades “Kona” (SIMPSON,
1952), quando percebeu que havia nebulosidade e precipitação associadas as baixas
frias observadas em altitude. De fato, esta era uma resposta a formação do vórtice em
alta troposfera. Além disso, ele determinou um segundo tipo de vórtice que se formava
em latitudes tropicais a uma altitude acima de 10 km, com uma frequência de ocorrência
durante os meses de verão e raros eventos durante o inverno. Sugerido por Palmer
(1951), VCAN tropicais, em alguns casos, são similares aos VCAN de latitudes médias
que ocorrem no Hemisfério Norte e Sul, porém, com processos físicos de
transformações diferentes.
Nos VCAN tropicais não se observa a incursão do ar polar em sua gênese e
devido a isso, Palmer (1951) as chamou de baixas frias de origem tropical. Como
percussor dos estudos do VCAN, Palmer (1951) percebeu que, primeiramente, a
circulação de vórtices ciclônicos de altos níveis surgia nos altos níveis da troposfera e
estendia-se gradualmente em direção a superfície. Carlson (1967), posteriormente em
seu estudo sobre a estrutura de estabilidade de uma baixa fria notou que o ciclone se
inclinava, na vertical, em direção do ar mais frio.
Estudando a evolução e o desenvolvimento das tempestades “Kona” que
ocorreram de fevereiro a março de 1951, Simpson (1952) focou em duas fontes que
conduziriam as tempestades para uma intensificação. O autor mostrou que o ciclone
inicialmente tem características de núcleo frio e fez uma correlação da evolução do
sistema com o isolamento de um vórtice ciclônico de ar frio superior. Frank (1966),
após estudar casos de VCAN nos trópicos, percebeu que a maioria dos sistemas
permaneceu confinada em altos níveis (200 a 300 hPa) e dentro dos casos formados
sobre o Atlântico Tropical Sul, apenas 10% se estenderam à superfície.
Carlson (1967) estudando a energética do VCAN, percebeu que o
enfraquecimento do sistema era devido a uma fonte insuficiente de energia cinética,
enquanto a intensificação pode ser promovida pela conversão direta de energia potencial
em energia cinética através da liberação de calor latente na periferia do sistema, porém,
com a ocorrência de uma intensa convecção, poderia forma-se um núcleo quente
próximo ao centro do vórtice, que destruiria a baixa fria. Uma possível explicação para
a manutenção do centro frio, mesmo com o aquecimento do movimento subsidente
próximo ao centro é o resfriamento radiacional diferencial entre o centro seco do VCAN
sem nebulosidade e a periferia úmida com nebulosidade sendo como a principal fonte
de ar frio (FRANK, 1970; PELLISIER, 1972).
18
Frank (1966 e 1970) concluiu que esses vórtices possuem uma circulação
térmica direta, onde movimentos descendentes de ar frio ocorrem no centro do sistema e
movimentos ascendentes de ar quente ocorrem ao longo de sua periferia. Mesmo tipo de
circulação direta observada nos VCAN (KOUSKY E GAN, 1981). A nebulosidade
associada ao VCAN varia consideravelmente, dependendo de sua intensidade e
profundidade (FRANK, 1970) e que a distribuição de nebulosidade associado as baixas
frias em seu estudo não se diferenciavam da nebulosidade de sistemas de alta latitude,
tais como os cavados nos ventos de oeste e ciclones. Os resultados de Kelley e Mock
(1982) confirmaram o padrão de circulação direta (conversão de energia potencial em
cinética) devido ao comportamento prevalecente da subsidência de ar frio no centro e
ascensão de ar quente na periferia.
Dean (1971) e Aragão (1976) fizeram estudos sobre os VCAN que atuam nas
regiões tropicais com foco no Atlântico Tropical Sul e no NEB que posteriormente
foram aprofundados por Kousky e Gan (1981). Estes últimos autores explicaram várias
características e fatores que poderiam ser responsáveis pelas origens, formações e
deslocamentos dos VCAN no Atlântico Sul. É observado que a maioria dos VCAN
tiveram suas gêneses a partir do modelo proposto por Kousky e Gan (1981), associada a
Alta da Bolívia (AB), enquanto o restante formava-se devido à amplificação de cavados
provenientes do Hemisfério Norte, ou seja, cavados vindos do Pacífico Norte ou do
Atlântico Norte amplificavam a crista da AB criando um alinhamento do VCAN com a
AB nas direções NW-SE ou NE-SW. Porém, a estrutura termodinâmica de cada VCAN
não foi abordada. Algumas das mais importantes conclusões de Kousky e Gan (1981) é
que a origem e manutenção dos VCAN oriundos do Atlântico Tropical estão associadas
à intensificação da vorticidade ciclônica corrente abaixo da crista em 200 hPa.
Sobre essa intensificação, Johnson e Snook (1983) associam a forte advecção de
ar quente em 850 hPa, nas proximidades da costa sudeste do Brasil. Assim, uma frente
fria, com seu deslocamento vindo de latitudes médias poderia ser a responsável por esta
advecção de ar quente que precede a chegada do sistema que organiza a convecção
sobre o continente que através do calor latente, contribui para a intensificação da crista
em altos níveis a oeste da posição frontal em superfície. Assim, a advecção da
vorticidade relativa a leste da crista propicia a formação do VCAN sobre o NEB ou
Oceano Atlântico adjacente.
Outras hipóteses foram levantadas para explicar os mecanismos de formação do
VCAN que aconteciam sobre o NEB e proximidades. Johnson e Snook (1983)
19
verificaram que, a partir de uma análise quase-lagrangeana de massa e balanço angular
de momentum de um VCAN sobre o Brasil, em alguns sistemas que se formam no
Oceano Atlântico Tropical Sul (OATS) e adjacente terem uma origem tipicamente
tropical, observam-se evidências de que processos baroclínicos podem estar envolvidos
nos processos de gênese e manutenção.
Kousky e Gan (1981) e Gan (1982) também concluíram que o mecanismo de
manutenção dos VCAN é a conversão de energia potencial em cinética com a
manutenção do gradiente térmico horizontal devido às perdas radiativas no centro do
sistema e a liberação de calor latente pelos cumulonimbus na periferia do vórtice. Os
autores relacionam a dissipação sobre o continente devido ao aquecimento da superfície,
e a formação de nuvem cumulus nas proximidades do seu centro.
Kousky e Gan (1981) ilustraram o movimento vertical associado ao VCAN
(Figura2) sendo um sistema com circulação termicamente direta, com energia potencial
disponível do distúrbio sendo convertida em energia cinética (RAMAGE, 1962;
FRANK, 1966; FRANK, 1970; KOUSKY E GAN, 1981; GAN, 1983). O ar frio no
centro do sistema desce por ser mais denso e, por conservação de massa, deve haver
ascensão de ar mais quente na periferia, onde ocorre formação da nebulosidade.
Figura 2. Ilustração do movimento vertical observado em um VCAN.
Fonte: Kousky e Gan (1981).
Kousky e Gan (1981) definiram que os vórtices são simétricos e estacionários
com o padrão de nuvens similar a Figura 3a. A oeste de um ciclone se movendo para
oeste, implicaria em um aumento na convergência de 200 hPa para o oeste do centro do
20
vórtice, assim, a maior atividade convectiva é encontrada na direção do movimento,
como indicado esquematicamente na Figura 3b.
Figura 3. Distribuição de nuvens idealizada associada com (a) simetria estacionária de
um ciclone em 200 hPa e (b) um ciclone se movendo de oeste.
Fonte: Kousky e Gan (1981).
Em alguns casos específicos, Gan e Kousky (1986) observaram que alguns
vórtices mostravam nebulosidade no centro do sistema. Eles associaram isto, à
propagação destes VCAN sobre águas quentes ou a forte variação diurna quando
adentravam o continente. Kousky e Gan (1986) observaram que estes sistemas
apresentavam ar mais frio a Sudoeste do centro do sistema. Essa discordância nos
resultados destes dois artigos pode estar relacionada com o estágio do ciclo de vida do
ciclone, conforme observado por Paixão (1999), que verificou mudanças na inclinação
vertical dos VCAN de acordo com o ciclo de vida desses sistemas.
No início da formação, o eixo apresentava inclinação de oeste para leste, o qual
mudava de leste para oeste ou não apresentava inclinação na fase mais madura. Nessa
última fase, o VCAN se auto sustentava e não estava sob a influência do sistema que o
originou. Kousky e Gan (1986) ainda observaram que em alguns casos, a nebulosidade
associada ao VCAN unia-se a uma frente fria em superfície formando uma configuração
na nebulosidade do tipo “S” (Figura 4).
21
Figura 4. Distribuição de nuvens do VCAN associada com a nebulosidade de uma
frente fria formando a configuração “S”.
Fonte: Kousky e Gan (1981).
Rao e Bonatti (1987) estudaram a origem dos VCAN sobre o Oceano Atlântico
Sul e regiões adjacentes ao Brasil durante o verão e mostraram que a energia cinética
zonal é convertida em energia cinética de perturbação. Isto acontecia em alguns dias
durante a atuação do fenômeno. Entretanto, os mesmos resultados mostravam que essa
instabilidade criada não era suficiente para gerar e manter um VCAN e sugeriram outros
mecanismos, como a liberação de calor latente de condensação, a formação de centros
ciclônicos corrente abaixo da AB e a interação do VCAN com as latitudes médias.
Ramirez (1997) em seu estudo que compreende o período 1980-1989, encontrou
uma porcentagem similar aos estudos prévios, dos VCAN confinados em altos níveis.
Uma relação entre a profundidade dos sistemas e os extremos da Oscilação Sul foi
encontrada pela autora. Os VCAN formados nos verões em anos de El Niño (1982-
1983, 1986-1987) foram mais profundos e persistentes do que os formados em anos de
La Niña (1984-1985, 1988-1989), no qual estiveram mais confinados nos altos níveis da
atmosfera. Em geral, o eixo de inclinação desses sistemas, segundo Ramirez (1997),
22
inclinava-se para oeste com a altura e apresentavam núcleo frio situado em 300 hPa no
setor leste ou sudeste do centro do sistema. Ramirez (1997) definiu a climatologia e
características de VCAN que ocorrem no NEB, com frequência de ocorrência no
período do verão austral (Dezembro-Fevereiro) de 1980-1989, em que 84% do total dos
VCAN contabilizados formaram-se no OATS. Janeiro foi o mês com maior ocorrência
de vórtices.
A partir de modelos já propostos, Paixão (1999) analisando dados de reanálise
para os verões de 1995 e 1996, definiu mais três mecanismos de formação distintos ao
modelo conceitual proposto por Kousky e Gan (1981), sugerindo nomeá-los da seguinte
forma:
Formação Clássica [modelo proposto por Kousky e Gan (1981)]: os vórtices
formam-se corrente abaixo da amplificação de uma crista. A amplificação surge da forte
advecção de ar quente em superfície, ou seja, um sistema frontal organiza a convecção e
por meio desta, ocorre a liberação de calor latente para a formação do vórtice (Figura 5).
Paixão (1999) mostrou em seus resultados que 46% dos VCAN formaram-se pelo
mecanismo de formação clássica;
Figura 5. Esquema sequencial de formação de um ciclone subtropical a 200 hPa no
Atlântico Sul.
Fonte: Kousky e Gan (1981).
Formação Alta [proposta por Ramirez et al. (1999)]: a presença da Zona de
Convergência do Atlântico Sul ou um sistema frontal acaba forçando o surgimento de
anticiclone em altos níveis, que intensifica o cavado e forma o VCAN na região
norte/noroeste da posição da alta;
23
Formação Africana I: formação diretamente relacionada com a presença de
centros anticiclônicos em altos níveis sobre o Continente Africano. A formação ocorre a
sudoeste da bifurcação inter-hemisférica;
Formação Africana II: forma-se a partir do desprendimento de um cavado em
altos níveis vindo do escoamento de leste, da região do deserto do Saara;
Formação Mista: em sua gênese, predomínio de um mecanismo de formação e
quando configurado, outro mecanismo o mantém ativo.
Alves (2001), em um estudo de caso, observou evidências de processos
baroclínicos em um VCAN que ocorreu no verão de 1999 sobre o NEB, esta foi uma
documentação importante visto que os VCAN nesta área são tipicamente barotrópicos.
Mishra e Rao (2001) calcularam o balanço das componentes zonal e turbulenta da
energia cinética e energia potencial disponível numa área limitada e na presença de um
VCAN sobre o NEB e ressaltaram a importância da instabilidade barotrópica e da
convecção de cumulus na formação e manutenção dos sistemas.
Costa (2009) verificou através de equações de balanço de vorticidade e energia,
que os VCAN começam sua dissipação a partir do seu centro, com uma expansão na
fase inicial e compressão na fase de dissipação. O autor também observou que os
VCAN têm uma tendência a se conectarem a escoamentos de latitudes médias, o que
providencia a entrada de ar frio para o seu núcleo mantendo o gradiente térmico entre
periferia e centro.
Coutinho (2010) realizou a identificação objetiva de VCAN para 28 anos de
dados (1976-2006), contabilizando um total de 886 casos. Destes, 75,3% dos casos
duraram de 2 a 4 dias e foi verificado que o número de ocorrência dos sistemas diminui
à medida que o período de vida aumentava. No período do verão, em média, formam-se
18 VCAN por ano, números superiores aos estudos prévios (GAN, 1983; RAMIREZ,
1997) causado provavelmente, pelo período estudado ter sido maior. Outras
características, como área preferencial de formação, trajetória e relação com o
fenômeno El Niño Oscilação Sul (ENOS)concordaram com estudos anteriores. A média
anual de vórtices durante primavera e outono foi de 6,3 e 6,5 casos, respectivamente. Já
no inverno, a média anual é de 0,8.
Morais (2016) apresentou resultados de um o modelo dinâmico WRF (Weather
Research and Forecasting) simulado a partir das análises do GFS (Global Forecast
24
System). Nos resultados da simulação, foi retirado o aquecimento latente e o vórtice
continuou a ser reproduzido em decorrência da propagação de energia cinética através
de um trem de ondas. Mostrando que, mesmo sem calor latente ou a nebulosidade
associada ao VCAN, o vórtice pode ser mantido somente por esse processo dinâmico.
Ainda neste estudo, Morais (2016) analisou uma climatologia de 30 anos e
observou que os VCAN são mais frequentes no nível de 200 hPa nos estágios de
formação e dissipação, e que, sazonalmente, a profundidade máxima predominante a
partir do nível de 200 hPa é de 400 hPa no verão, 300 hPa na primavera/outono e sem
profundidade no inverno. A autora estabeleceu um modelo conceitual a partir do
comportamento médio de variáveis atmosféricas na troposfera entre o centro e a
periferia do VCAN. Dividiu-se assim em 4 grupos: Profundos, Rasos, Lentos e Rápidos.
Profundos apresentam intensa variação horizontal de vento, temperatura, umidade e
movimentos vertical entre centro e periferia acima do nível de 700 hPa. Entre os grupos
rápidos e lentos as mudanças nas variáveis citadas anteriormente foram fracas e
semelhantes entre si, porém diferentes nos aspectos dinâmicos. Mais especificamente,
os VCAN profundos têm em sua formação o centro mais frio e ocupa uma maior
camada na atmosfera (200-700 hPa) com temperatura mínima na camada de 300-400
hPa e com intensos movimentos descendentes no centro. O ar mais frio no centro,
estende-se a leste e inclina o VCAN para leste com a altura.
VCAN rasos mostram padrões mais suavizados, com circulação horizontal fraca
em 200 hPa, com a menor extensão vertical (200-340 hPa) e com o mínimo de
temperatura na camada de 400 hPa. VCAN rápidos mostram um grupo no qual
apresentam circulação horizontal forte do vento na camada 200 hPa na periferia do
sistema, inclinação horizontal no sentido noroeste/sudeste e extensão vertical na camada
de 200 a 380 hPa. VCAN lento com o padrão parecido ao anterior, vento relativamente
forte na camada de 200 hPa, porém ainda mais intenso que no VCAN rápido, porém
com inclinação menor quando comparado, são intensos e profundos (200 hPa – 400
hPa).
Com o intuito de avaliar características sinóticas comuns, pesquisadores buscam
estudar um conjunto de casos ao contrário de casos isolados. Esta é uma das
metodologias utilizadas para estabelecer critérios e características em comum. Nessa
abordagem, faz-se necessário analisar dezenas de anos para a confirmação de um
determinado aspecto atribuído a um sistema. Este trabalho feito manualmente, exige
25
grande demanda de tempo e execução. Assim, originam-se diversos métodos
automáticos objetivos.
Foi desenvolvido por Le Treut e Kalnay (1990) um método objetivo (MO) de
diagnóstico estatístico de ciclones extratropicais em regiões ciclogênicas e em regiões
de ocorrência de ciclólise, analisando o mínimo de pressão ao nível médio do mar.
Murray e Simmonds (1991) desenvolveram um MO para localizar e rastrear ciclones a
partir dos centros de alta e baixa pressão existentes em uma esfera analisada no campo
de pressão em superfície em pontos de grade utilizando dados observacionais e de
modelos numéricos. Para tanto, foram interpolados os campos de pressão em uma
expansão da série de Taylor com funções analíticas polinomiais em duas dimensões.
Desta forma, pôde-se avaliar o comportamento dos ciclones extratropicais do
Hemisfério Sul (HS).
Hodges (1994) desenvolveu um MO geral, no interesse de validar modelos de
circulação geral. A técnica consiste em analisar o cenário dinâmico, conectando os
pontos característicos dos sistemas formando as trajetórias durante um período. O
método base de Hodges (1994) é a identificação dos sistemas por imagem de satélite
adequadas e/ou campos meteorológicos como pressão, temperatura, vorticidade,
radiação de onda longa entre outros.
O autor aplicou este método utilizando dados do Universities Global
Atmospheric Modelling Project 40(UGAMP) General Circulation Models (GCM) em
um período de 90 dias. Os pontos objetos encontravam-se em regiões de campos
extremos de vorticidade e pressão, quando utilizava-se dados de saída de modelos
numéricos, ou identificava pelas imagens de satélite, o brilho correlacionando com a
mínima liberação de radiação de onda longa. Assim, resultou boa coerência,
principalmente nas ondas equatoriais e seu deslocamento para os polos.
O MO criado por Sinclair (1994) identifica centros de vorticidade ciclônica no
HS utilizando dados de observações diárias das análises do ECMWF em superfície no
período de 1980 a 1986. Os centros foram localizados pela mínima vorticidade relativa
geostrófica do local. Enquanto estudos anteriores somente identificavam mínimos de
pressão, a vorticidade relativa conseguia determinar sistemas com deslocamentos mais
ou menos intensos.
Sinclair (1994) fez um estudo temporal dos ciclones no HS utilizando o mesmo
método de Murray e Simmonds (1991) para traçar as trajetórias dos sistemas que
selecionava novas posições de trajetória com base na continuidade do movimento e na
26
intensidade dos ciclones. Posteriormente, Sinclair (1995) utilizou uma técnica objetiva
na localização de regiões de formação, intensificação, maturação e decaimento dos
ciclones. Em seu estudo seguinte, Sinclair (1997) analisou de forma objetiva
determinando as trajetórias dos ciclones de superfície utilizando como parâmetro a
vorticidade relativa.
Simmonds e Murray (1999) desenvolveram e refinaram uma técnica baseada na
pressão mínima ao nível médio do mar conforme identificado através da diferença finita
máxima do Laplaciano e não impuseram um requisito de movimento. Simmonds e Keay
(2000) criaram uma climatologia do comportamento de ciclone para o HS utilizando a
técnica citada anteriormente aplicada 40 anos de dados de reanálise do National Centers
for Environmental Prediction–National Center for Atmospheric Research (NCEP–
NCAR).
Objetivando detalhar a trajetória de ciclones e anticiclones no HS, um MO foi
criado por Hoskins e Hodges (2005) aplicando as técnicas em dados reanalisados do
conjunto ERA-40 oriundos do ECMWF. O método com base na aproximação de
Fourier, foi aplicado nos dados em altos e baixos níveis da atmosfera no período de 45
anos (1958-2002), explorando vários campos meteorológicos como vorticidade
potencial e pressão em várias escalas espaciais, para identificar sistemas meteorológicos
em diferentes escalas.
Mendes et al. (2009) apresentou uma climatologia dos ciclones extratropicais
avaliando as principais características e movimento predominante, bem como a
variabilidade interanual que afetam o clima na América do Sul. Para isso, o autor criou
uma base de dados de rastreio de ciclones, analisando o campo de pressão a nível médio
do mar a cada 6 horas. Pelos dados provenientes do NCEP, no período de 1997 a 2003,
o autor mostrou duas áreas de ciclogêneses preferenciais e determinou o período de vida
de 3,0 dias além de outros resultados.
Baseados na possibilidade de identificação de ciclones na superfície, nos anos
seguintes, alguns pesquisadores iniciaram a criação de métodos objetivos para a
identificação de VCAN. Um trabalho dos primeiros dentro desta abordagem, foi
desenvolvido por Silva (2005), seu método consistia na determinação de parâmetros
para diagnosticar os sistemas, como posição geográfica, intensidade e área de atuação,
pelos dados reanalisados no NCEP/NCAR nos campos de componentes horizontais do
vento em um período de 8 anos (1994-2001), compreendendo sete verões austrais.
Inicialmente, o método avaliava a vorticidade relativa com valores menores de -2,5x10-
27
5s-1 e subjetivamente diferenciava os cavados em altos níveis (CAN) dos VCAN para o
NEB.
Outro estudo que utilizou um MO na busca de VCAN foi de Fuenzalida et al.
(2005). Baseado no método de Murray e Simmonds (1991A-B) e Simmonds e Murray
(1999), utilizou-se dados reanalisados do NCEP/NCAR no período de 1969 a 1999. A
análise era feita na região de 10°S a 50°S, no nível de 500 hPa devido à proximidade do
cume do Andes, onde o VCAN em estudo influenciava e permitia observar a influência
da baixa pressão até a superfície. Analisando depressões de modo automático e
posteriormente por um método subjetivo, os campos de Geopotencial em 500 hPa e
isotacas em 200 hPa, Fuenzalida et al. (2005) localizaram diversos ciclones
extratropicais em oclusão, porém os vórtices que eram confinados em altos níveis não
foram identificados.
Costa (2009), com o intuito de estudar o balanço de vorticidade e a energética
dos VCAN sobre o OATS e NEB, utilizou-se de um MO de rastreio do movimento
ciclônico utilizando como parâmetro principal a direção do vento horizontal e a
vorticidade relativa, localizando 57 sistemas nos verões de 2003 a 2008 pelos dados do
modelo global National Centers for Environmental Prediction/Final Run (NCEP/FNL).
Estes resultados mostraram um índice satisfatório na localização dos VCAN.
Coutinho (2010) utilizou-se de um MO baseado no método feito por Silva
(2005) que identifica os centros do VCAN em altos níveis (200 hPa) e buscava padrões
na circulação do vento correspondentes ao giro de um ciclone. Trabalhando com os
dados reanalisados do NCEP/NCAR, criou um estudo temporal de 28 anos para os
VCAN, validando posteriormente para cinco anos (2002-2006), permitindo ver uma boa
habilidade na identificação dos vórtices. O método calcula a vorticidade relativa no
nível de 200 hPa sobre a área 25,5° S - 0° e 72° W - 1,5° usando diferenças finitas
centrada.
O método consiste em buscar valores de vorticidade relativa (ζ) inferiores ou
iguais a -2,5x10-5s-1 (SILVA, 2005) nos oito pontos de grade vizinhos, definindo os
mínimos. Sequencialmente, consistia na avaliação da circulação horizontal do vento ao
redor de cada mínimo identificado no passo anterior. As componentes zonal e
meridional do vento (u e v) devem satisfazer às condições dos quatro quadrantes ao
redor do mínimo conforme a Tabela 1.
28
Tabela 1. Critérios da direção do vento para cada quadrante.
Fonte: Adaptado de Coutinho (2008)
Morais (2016), em estudos recentes, voltou a utilizar o MO (COUTINHO,
2010), aprimorando-o para analisar a trajetória e estrutura vertical automaticamente.
Adaptado para dados reanalisados do Era-Interim, a grade de busca teve de ser
expandida para que fosse possível detectar circulações alongadas. Primeiramente o
VCAN é identificado no nível de 200 hPa e depois é realizada a tentativa de
identificação do sistema em níveis inferiores, determinando a profundidade do VCAN.
29
3. MATERIAL E MÉTODOS
3.1. Localização da área de estudo
Para o estudo dos VCAN que influenciam o NEB, foi selecionado a seguinte
região continental e oceânica adjacente (0° a 20S e 20W a 50W) (Figura 6). Os VCAN
localizados nesta região do OATS, podem contribuir com a precipitação sobre o
continente adjacente, caso a periferia com atividade convectiva esteja a oeste do centro
do sistema.
Figura 6. Área de estudo (caixa compreendendo as latitudes0° a 20° Sul e longitudes 20°
W a 50° W).
3.2. Dados
Foram utilizados dados do conjunto de reanálise do ERA-Interim (SIMMONS
et. al., 2007) que pertencem a segunda geração dos produtos, recentemente
disponibilizados pelo ECMWF. Este conjunto de dados foi desenvolvido para substituir
a reanálise ERA-40, que é disponibilizada somente até agosto de 2002. A versão do
ERA-Interim utilizada possui um espaçamento de grade de 1,0º de Latitude/Longitude e
compreende o período de 1980até o 2016. As variáveis meteorológicas disponíveis no
Era-Interim serão analisadas em diferentes níveis de pressão atmosférico (1000, 950,
30
900, 850, 800, 750, 700, 650, 600, 550, 500, 450, 400, 350, 300, 250 e 200 hPa),
considerando-se: Vento Zonal e Meridional; Vorticidade Relativa; Umidade específica;
Temperatura.
O cálculo do fluxo de convergência foi feito, com base nos dados anteriores,
pelo script escrito pelo Dr. Michael Maxwell (MAXWELL, 2017), disponível na
internet para o software GrADS.
Na análise da precipitação, foram utilizados os dados de precipitação derivada
do CPC (Climate Prediction Center), oriundos do NCEP. A técnica de análise da
precipitação global diária é baseada em um conjunto de pluviômetros do CPC e outros
produtos de precipitação, combinando todas as fontes de informação disponíveis de
medidas em estações de superfície. Com espaçamento de grade de 0,5° para todo o
globo, e resolução temporal diária, os dados estão disponíveis de 1979 até o presente
(CHEN et al., 2008). Neste trabalho, o período utilizado vai de 1980 a 2016.
As imagens de satélite no infravermelho são obtidas através dos sensores que
medem a radiação de onda longa, emitida por nuvens e por superfícies continentais e
oceânicas. Quanto mais quente a superfície, mais radiação infravermelha é emitida,
assim, numa imagem de satélite, nuvens com topos frios e/ou com grande
desenvolvimento vertical, apresentam-se com tonalidade branca, enquanto que as
nuvens baixas são relativamente mais quentes, e apresentam tonalidade cinza escura.
Portanto, as imagens no infravermelho são utilizadas para distinguir diferenças de
temperatura em nuvens como também da superfície da Terra ou do mar. A grande
vantagem dos sensores infravermelho é que eles fornecem imagens dia e noite. As
imagens utilizadas foram provenientes dos satélites GOES-12 e GOES-13, no período
de 2011 a 2016, nos horários sinóticos 00z, 06z, 12z e 18z.
Devido a carência e dificuldade na obtenção das imagens de satélite antes do
período de 2011, para a caracterização da borda do VCAN, o período de estudo
analisado sobre a termodinâmica vai de 2011 a 2016, enquanto a análise dinâmica e
outras características do VCAN abrange o período de 1980 a 2016.
31
3.3. Algoritmo de Identificação Objetiva
Visando a busca dos VCAN de forma automática, foi desenvolvido o Algoritmo
de Identificação de VCAN (AIOV), baseado no MO de identificação apresentado por
Coutinho (2010) e reutilizado posteriormente (Morais, 2016). Contudo, algumas
alterações foram realizadas com o intuito de aprimorar o algoritmo apresentado pela
autora. Para a avaliação sinótica de um VCAN, normalmente são observadas cartas de
altitude que apresentam linhas de corrente (vetor U e V combinados) e o campo de
vorticidade relativa. Estes campos citados foram base para a construção do algoritmo
desenvolvido e apresentado nesta pesquisa.
Inicialmente, o algoritmo busca valores mínimos de vorticidade relativa (valores
menores que -2x10-5s-1) em toda região da área de estudo (Figura 6) no nível de 200
hPa, como determinado por Silva (2005). A partir da identificação dos grupos de pontos
mínimos de vorticidade relativa, o AIOV realiza a determinação do centro do VCAN,
dividido em duas etapas. Na primeira etapa, é utilizado um método simplificado que
mostrou eficácia e alta otimização na busca do centro do VCAN. Em suma, é realizada
a soma dos valores absolutos das componentes do vento (SVAV) em todos os pontos de
vorticidade mínima encontrados anteriormente.
Para demonstrar esta etapa do algoritmo escolheu-se um VCAN ocorrido no dia
01 de janeiro de 2013 (Figura 7). A partir das linhas de corrente sobrepostas ao campo
de vorticidade relativa (Figura 7a), nota-se que o ponto mínimo de vorticidade relativa
associada ao VCAN não coincide com o centro do ciclone. Em contrapartida, avaliando
o campo das linhas de corrente sobrepostas ao campo SVAV (Figura 7b), observa-se o
mínimo de SVAV sobre o centro do VCAN. Isto acontece porque o campo SVAV tende
a mostrar os menores valores quando ocorre intensa convergência ou divergência, como
nos casos de ciclone e anticiclones. Em regiões de máxima convergência ou divergência
(centro ou olho) quando os componentes zonais e meridionais tendem a zero e são
mínimos, os valores de SVAV sempre serão mais baixos quando comparados com
qualquer área na região de um ciclone ou anticiclone.
32
Figura 7. VCAN com campo de vorticidade relativa (s-1) e linhas de corrente (a) e
método SVAV (adimensional) e linhas de corrente (b) no dia 01 de janeiro de 2013.
Os pontos mínimos de vorticidade (Figura 7a) não coincidirem com o centro do
ciclone torna-se um problema quando o intuito é detecta-lo automaticamente, este
problema é comum em outros métodos de rastreamento (SILVA, 2005; COUTINHO,
2010; SAULO, 2009). Assim, ao invés de determinar o centro do VCAN a partir do
ponto mínimo de vorticidade, o SVAV é utilizado para detectar o centro do ciclone. A
forma de excluir os anticiclones que por ventura poderiam aparecer nessa segunda etapa
foi implementada pela vorticidade negativa, na primeira etapa, indicando a presença de
ciclone (quando a vorticidade é positiva, implica em um anticiclone).
Determinado o centro do possível ciclone pelo método SVAV, ainda se faz
necessário indicar se o giro ao redor desse centro é completamente fechado, para que
seja caracterizado como um ciclone e, consequentemente, um VCAN. Este passo
diferenciará VCAN de cavados amplificados ou os VCAN que estão em estágio de
formação. Este método segue o apresentado por Coutinho (2010) (Figura 8). Uma
adaptação foi feita, no intuito de melhorar o método proposto pela autora. Para tanto
foram adicionados os quadrantes Norte, Sul, Leste e Oeste correspondentes à U>0, U<0,
V<0 e V>0 (valores em vermelho na Figura 8).
(b) (a)
33
Figura 8. Ilustração dos valores das componentes do vento (U e V) baseado no
método de Coutinho (2010), VCAN no dia 01 de janeiro de 2013.
Para o rastreamento dos vórtices, o AIOV obedeceu ao critério proposto por Gan
(1982). Para que o mesmo VCAN seja identificado em passos de tempo distinto
considerou-se que os sistemas apresentam velocidade média máxima de deslocamento
de 6º por dia, assim dentro de 6 horas o máximo que um vórtice pode se deslocar
é1,5º.Os dados utilizados têm exatamente a escala temporal de 6 horas,
consequentemente no tempo posterior, o AIOV analisa até no máximo 1,5ºem busca do
deslocamento do VCAN. Este são os três critérios utilizados no AIOV para determinar
o VCAN. Quando ele não for identificado em algum dos passos, o algoritmo reinicia a
busca para o próximo ponto de vorticidade mínima (passo 1) em outro ponto dentro da
área de estudo. O fluxograma (Figura 9) mostra a sequência de passos do AIOV.
34
Figura 9. Fluxograma da determinação do VCAN pelo AIOV.
3.4. Método de identificação das regiões de centro e borda do VCAN
Um dos focos do trabalho é analisar separadamente as características
termodinâmicas do VCAN em regiões de centro e borda. Em geral, é fácil determinar a
região em superfície sobre a influência do centro do VCAN, porém, para a borda, essa
aferição torna-se bastante complicada. A borda de nebulosidade formada compreende
grandes áreas de extensão e devido a isso, a nebulosidade próxima pode ser e/ou estar
sob influência de outros fenômenos meteorológicos, como a ZCIT por exemplo. Além
disso, a região de centro do VCAN em altos níveis nem sempre coincide com a região
de máxima divergência resposta em superfície, assim, a avaliação subjetiva foi
necessária para confirmar ambas as regiões.
Inicialmente, as avaliações dos dias foram pré-selecionadas pelo resultado do
AIOV, com cada data dos eventos. Nesta avaliação, foram utilizadas imagens de satélite
no campo do infravermelho (IR), visualizando os quatros horários sinóticos do dia na
busca de identificar nas imagens, características comuns ao VCAN definidos na
literatura, como: borda de nuvens e formato “C” no lado leste ou oeste; ausência de
nebulosidade na região do centro ou proximidades. Estas imagens foram combinadas
35
com campos de linhas de corrente do vento em altitude 200 hPa no intuito de auxiliar na
identificação do centro. Para facilitar o entendimento, um exemplo da identificação dos
pontos de borda e centro utilizados para as análises é apresentada (Figura 10). Foram
selecionados dois pontos sendo um na área de nebulosidade, e outra na região de
divergência resposta ao centro em altos níveis.
Figura 10. Imagens de satélite no canal IR (hachurado) e linhas de corrente em 250
hPa. A linha vermelha indica a região de borda selecionada e o X azul a região central
do VCAN.
3.5. Variáveis Termodinâmicas
Nesta seção, será apresentada a metodologia empregada na análise das variáveis
termodinâmicas. No intuito de compreender a termodinâmica associada aos VCAN,
serão avaliadas variáveis termodinâmicas em altitude e superfície para analisar o
comportamento termodinâmico da atmosfera. Foram utilizadas as equações propostas
por Betts (1974) e modificadas por Bolton (1980), para os cálculos dos seguintes
variáveis:
36
• Temperatura potencial (ϴ)
Temperatura potencial é a temperatura que uma parcela de ar teria se fosse
expandida até o nível de 1000 mb, dada por:
𝜃 = 𝑇𝑘 (1000
𝑃)
0,286
(1)
em que,
TK é a temperatura do ar (K);
P é a pressão atmosférica em hPa.
• Temperatura potencial equivalente (ϴe)
É a temperatura que uma amostra de ar teria, se toda a sua umidade fosse
condensada por um processo pseudo-adiabático e depois essa amostra fosse trazida ao
nível original por um processo adiabático seco, ou seja, é a temperatura que uma parcela
de ar teria se todo vapor d’água fosse condensado isobaricamente e adiabaticamente e
depois esse vapor condensado fosse retirado da parcela onde o calor latente liberado é
usado para aquecer a parcela, dada por:
𝜃𝑒 = 𝜃. exp [(3,376
𝑇𝑙− 0,00254) . 𝑟 (1 + 0,81.10−3. 𝑟)] (2)
em que,
TL é a temperatura do Nível de condensação por levantamento (NCL);
r é a razão de mistura.
• Razão de mistura
É a razão da massa de vapor de água (água) por quilograma de ar seco (mar
seco) em uma porção da atmosfera qualquer, dada por:
37
𝜔 =0,622.𝑒𝑎
𝑃𝑎𝑡𝑚−𝑒𝑎 (3)
Como o valor da pressão real de vapor (ea) é muito menor que o valor da
pressão atmosférica (Patm), pode-se desconsiderar o valor da pressão atual de vapor.
• Temperatura potencial equivalente saturada (Өes)
É a temperatura potencial alcançada por uma parcela de ar saturada se todo o vapor
d’água disponível fosse condensado ou removido do sistema, dada por:
𝜃𝑒𝑠 = 𝜃. exp (2,64.𝑟𝑠
𝑇𝑘) (4)
em que,
TK é a temperatura do ar (K);
rs é a razão de mistura saturada (g/kg).
• Temperatura no Nível de Condensação por Levantamento (NCL)
TL é a temperatura no Nível de Condensação por Levantamento (NCL), dada por:
𝑇𝑙 =2840
3,51.ln(𝑇𝑘)−ln(𝑒)−4,805+ 55 (5)
r é a razão de mistura (g/kg).
• Pressão de saturação do vapor d’água
Uma fórmula mais precisa da Equação de Clausius-Clapeyron, utilizando-se a
temperatura do ar Ts em C, obtém-se a pressão de saturação de vapor em kPa, da
seguinte forma:
𝑒𝑠 = 0,6108.10(
7,5.𝑇
237,3+𝑇) para T ≥ 0°C
𝑒𝑠 = 0,6108.10(
9,5.𝑇
265,5+𝑇) para T ≤ 0°C (6)
38
• Energia Potencial Convectiva Disponível (CAPE)
CAPE pode ser usada para avaliar as condições de instabilidade da atmosfera ou
como critério de equilíbrio da convecção, e sua determinação foi feita usando a seguinte
equação proposta por Emanuel (1994):
𝐶𝐴𝑃𝐸 = ∫ 𝑅𝑑(𝑇𝑣𝑝 − 𝑇𝑣𝑎)𝑑 ln 𝑝𝑵𝑬
𝑁𝐶𝐸 (7)
em que,
NCE é o Nível de Convecção Espontânea;
NE é o Nível de Equilíbrio;
Tvp é a temperatura virtual da parcela;
Tva é a temperatura virtual do ambiente;
р é a pressão (hPa);
Rd é a constante do gás para ar seco (287, 04 Jkg-1K-1).
CAPE é a medida da integral na vertical da força de flutuabilidade da parcela entre
os níveis de convecção espontânea (NCE) e equilíbrio (NE).Segundo Ye et al. (1998),
fisicamente, a CAPE é a medida da energia cinética máxima por unidade de massa de
ar, proporcionada pela ascensão adiabática (ou pseudoadiabática) de ar úmido da
camada limite, o que pode fornecer o limite superior para a velocidade vertical da
corrente ascendente em uma nuvem convectiva. A Tabela 2apresenta uma sugestão de
valores e intensidades (NASCIMENTO, 2005) que podem ser usados como primeira
aproximação na análise de uma sondagem atmosférica. É válido lembrar que, não há um
consenso sobre valores definitivos de CAPE e a intensidade esperada de tempestades.
Tabela 2. Potencial para tempestades severas em função dos valores de CAPE
(NASCIMENTO, 2005).
CAPE (J kg-1) Potencial para Tempestades
Severas
1000 < CAPE ≤ 2500 Alto Potencial
2500 < CAPE ≤ 4000 Potencial para Instabilidade
Acentuada
CAPE > 4000 Potencial para Instabilidade
Extrema
39
Fonte: Adaptado de Nascimento (2005).
• Energia de Inibição da Convecção(CINE)
A CINE representa o trabalho necessário para ascender uma parcela de ar
verticalmente desde a superfície até seu NCE em processos adiabáticos (seco e
saturado). Este índice é expresso por:
𝐶𝐼𝑁𝐸 = −𝑅𝑑 ∫ (𝑇𝐴−𝑇𝑃)𝑑 ln 𝑝
𝑁𝐶𝐸
𝑆𝑈𝑃 [J kg -1] (8)
em que,
SUP é o nível da superfície;
NCE é o nível de convecção espontânea;
e os demais parâmetros são os mesmos definidos em CAPE (Equação 7).
Quanto maior o valor de CINE, mais difícil é a iniciação convectiva para uma
parcela de superfície, uma vez que mais intensa deverá ser a forçante para o
levantamento dessa parcela até atingir seu NCE (NASCIMENTO, 2005). Valores
típicos de CINE variam entre 0 J kg-1 (i.e., nenhuma inibição convectiva) e -50 J kg-1,
sendo que valores menores do que -100 J kg-1 significam alta inibição (NASCIMENTO,
2005).
• Índice de Instabilidade por Levantamento (ILEV)
O ILEV é definido como (GALWAY, 1956):
𝐼𝐿𝐸𝑉 = 𝑇500 − 𝑇𝑝500 [°𝐶] (9)
em que,
T500 é a temperatura do ar em 500 hPa;
Tp500 é a temperatura de uma parcela de ar em 500 hPa após ascender, via curva
adiabática seca, e úmida após saturação, a partir da superfície com pressão.
Valores negativos de ILEV indicam condições instáveis; ILEV abaixo de -5 ºC
indica situação muito instável, e extremamente instável abaixo de -10 ºC. O ILEV é
40
uma informação importante para analisar o grau de instabilidade atmosférica,
especialmente quando combinada com a CAPE (NASCIMENTO, 2005).
Tabela 3. Valores do Índice de levantamento e sua respectiva instabilidade.
ILEV acima 0: Estável, mas com fraca convecção possível para LI = 1-3
ILEV = 0 a -3: Marginalmente instável
ILEV = -3 a -6: Moderadamente instável
ILEV = -6 a -9: Muito instável
ILEV abaixo -9: Extremamente instável
• Índice K
Segundo George (1960), o índice K é uma medida do potencial de instabilidade
baseado na taxa vertical de variação de temperatura (lapse rate), no conteúdo de
umidade na baixa troposfera e na extensão vertical da camada úmida sendo definido
pela seguinte equação:
𝐾 = 𝑇850 − 𝑇500 + 𝑇𝑑850 − 𝐷𝑒𝑝700 (10)
em que,
T850 e T500 são respectivamente as temperaturas do ar nos níveis de 850 hPa e 500 hPa;
Td850 é a temperatura do ponto de orvalho em 850 hPa;
Dep700 é a depressão de temperatura no nível de 700 hPa, ou seja, a diferença entre a
temperatura do ar e a temperatura do ponto de orvalho no nível de 700 hPa.
As temperaturas têm os seus valores em graus Celsius. As pesquisas realizadas por
George (1960) indicaram que quanto maior o valor do índice K, maior será a
probabilidade da ocorrência das trovoadas. Elas apresentaram os seus valores conformes
os seguintes na Tabela 4.
41
Tabela 4. Valores do índice K.
Fonte: George (1960).
42
4. RESULTADOS E DISCUSSÕES
Este capítulo está dividido em quatro partes, na primeira é apresentada a
validação do algoritmo apresentado com os resultados de Costa (2009). Na segunda
parte é mostrado a climatologia utilizando os 37 anos de dados, e estes resultados
correlacionados a precipitação. Na terceira parte, foi feita uma avaliação da dinâmica da
atmosfera quando o VCAN está atuando no período de 2011 a 2016. Na quarta parte,
apresenta-se o estudo sobre a termodinâmica na presença do sistema ambas no mesmo
período de 6 anos. Reiterando que esse número reduzido de anos, deve-se a
problemática citada no item 3.4, devido as imagens de satélite disponíveis somente
dentro desse período.
4.1. Validação do AIOV
Para determinar a precisão do algoritmo apresentado, foi realizado uma
validação de modo comparativo com os resultados apresentados por Costa (2009). Em
seu estudo sobre VCAN no NEB, o autor utilizou uma forma objetiva de identificação
em um período compreendido dos verões de 2003 a 2008.Um detalhe importante a
ressaltar-se é que os dados usados em de cada trabalho são diferentes. Costa (2009)
trabalhou com dados do NCEP FNL (ds083.2) com espaçamento de grade de 1° grau e
resolução temporal de seis horas. Para este trabalho de modo geral e validação, os
VCAN foram determinados no nível de 200 hPa, contudo, para uma validação mais
incisiva, os níveis 225, 250 300 e 350 hPa também gerados pelo algoritmo. Conhecendo
as diferenças dos métodos e dados envolvidos, a comparação dos resultados foi feita
baseada no seguinte critério:
1. Permitidos diferença de até 3° entre os resultados;
2. Quando, no nível de 200 hPa, o resultado apresentava diferença maior que 3°, o
VCAN era submetido a análise subjetiva (avaliação dos campos meteorológicos
linha de corrente de vorticidade relativa) para determinar a ocorrência de
discordância dos dados de origem;
3. Quando, em níveis diferentes de 200 hPa o resultado apresentava diferença
maior que 3°, o VCAN era submetido a análise subjetiva para avaliar a
ocorrência de discordância dos dados de origem. Se o VCAN fosse determinado
43
era aceito como verdade visto que em camadas diferentes o VCAN pode
deslocar seu centro;
Analisando 1339 instantes no tempo, foram encontradas 155 divergências de
localização que passaram pelas etapas 2 e 3 citadas anteriormente, diminuindo o erro
total para 86. Então, dos instantes totais de tempo (77 VCAN), o algoritmo mostrou
uma eficiência de 89 % acertos.
4.2. Aspectos climatológicos
Neste capítulo é apresentada a climatologia de 37anos (de 1980 a 2016). Esta
climatologia teve como foco a existência e período de vida dos VCAN dentro da área de
estudo. Outros aspectos como direção de deslocamento, inclinação, profundidade e
intensidade já foram analisados em trabalhos anteriores (RAMIREZ, 1990; KOUSKY e
GAN, 1981; RAMIREZ et al. 1999; COUTINHO, 2008; COUNTINHO, 2016) e não
serão abordados.
Foram contabilizadas a frequência de ocorrência dos VCAN, em que cada
sistema foi contabilizado levando em consideração todo o seu ciclo de vida, seguindo a
metodologia proposta por (GAN, 1982). Além disso, foi analisado o número de vezes
(frequência) em que foi verificada a ocorrência de VCAN em toda a base de dados,
sistemas com duração maior que seis horas foram contabilizados mais de uma vez. Isto
é necessário para compreender quantas vezes o VCAN aparece na série e saber onde
estava atuando em todas as fases do ciclo de vida, estando estacionário ou não. Na
confecção da climatologia, foi utilizado a quantidade de VCAN, enquanto na análise da
distribuição e posicionamento espacial, foi utilizada a frequência.
4.2.1. Período de Ocorrência
Foram identificados 1493 VCAN nos 37 anos, distribuídos nas estações do ano
de acordo com as Figuras 11, 12 e 13. A maior ocorrência de VCAN se concentra
durante o verão, com 51% enquanto a menor frequência é no inverno, com 5% (Figura
11). Estes valores corroboram com resultados anteriores (KOUSKY e GAN, 1981;
RAMIREZ et al. 1999; COUTINHO, 2008; COUNTINHO, 2016). Em uma análise
mensal, o mês com maior frequência é janeiro, com 19%, seguido de fevereiro com
18% e dezembro e março com 14%. Julho é o mês com menor frequência, com 1%,
44
junho e agosto tiveram 2% de ocorrência (Figura 12). Para observar os números de
ocorrência de VCAN e sua variabilidade, utilizou a representação gráfica através de
boxplots (Figura 13). Observa-se claramente o ciclo anual da ocorrência de VCAN, com
o máximo no verão e o mínimo no inverno austral, o que já havia sido discutido
anteriormente. Ainda pode-se comentar que as maiores variabilidades das distribuições
são observadas entre Outubro e Abril com o trimestre Jan/Fev/Mar apresentando
destaque. Para os meses de Janeiro e Fevereiro destacam-se os anos de 2014 e 1984,
respectivamente, indicando uma grande ocorrência de VCAN. Nestes anos, aconteceram
acumulados pouco significativos de precipitação sobre o NEB. Segundo o
CLIMANÁLISE (2014), em janeiro de 2014, o posicionamento dos vórtices ciclônicos
em altos níveis resultou na ocorrência de chuvas abaixo da média histórica na maior
parte da Região. As menores variabilidades ocorrem entre os meses de Maio e
Setembro, porém, observa-se alguns outliers, indicando que em alguns anos
aconteceram ocorrências acima do esperado.
Figura 11. Número de VCAN mensal e percentagem de ocorrência do VCAN
sazonalmente sendo, DJF, MAM JJA e SON como Verão, Outono, Inverno e
Primavera, respectivamente.
45
Figura 12. Porcentagem de ocorrência de VCAN mensalmente.
Figura 13. Boxplot do número de VCAN. O primeiro quartil representa o limite inferior
do Box, o segundo quartil é a mediana, representada por uma linha horizontal que
atravessa o Box e o terceiro quartil é o limite superior do Box. As retas nos extremos
superior e inferior indicam o máximo e o mínimo das distribuições, e os círculos
representam os outliers.
JAN19%
FEV18%
MAR14%
ABR7%
MAI…JUN2%
JUL1%
AGO2%
SET4%
OUT8%
NOV9%
DEZ14%
46
4.2.2. Região de Ocorrência x Precipitação
A primeira avaliação espacial, é do total de ocorrência dos centros de VCAN
para todo o período de estudo, contabilizando 37 anos de dados, independentemente da
estação do ano (Figura 14). É importante ressaltar dois pontos, o primeiro é que esta
densidade não se refere ao número de VCAN e sim ao número de vezes que o centro de
VCAN foi detectado naquele ponto observado. A segunda é que, como dito
anteriormente, esta densidade se refere ao centro do VCAN em altos níveis, o que
implica em ausência de nebulosidade e chuva em superfície. A partir da Figura 14 é
possível observar que sobre o continente, as regiões preferenciais de ocorrência de
VCAN são: A região central de Pernambuco; O litoral na divisa de Pernambuco e
Paraíba; litoral norte da Bahia; Região central da Bahia; Região sul da Bahia. Há uma
grande densidade de VCAN sobreo Oceano Atlântico Sul adjacente a costa do NEB,
resultado que chama atenção pelo fato da precipitação associada a esse sistema ocorrer
na sua borda oeste, influenciando o regime de chuvas no litoral leste nordestino.
Sequencialmente, foi feita a avaliação sazonal da ocorrência dos centros de
VCAN (Figura 15). Percebe-se que no verão (Figura 15a), o sistema ocorre
preferencialmente nas regiões litorânea e centro-sul da Bahia, central de Pernambuco e
no litoral na divisa de Pernambuco e Paraíba, enquanto no outono (Figura 15b), a
principal região afetada por VCAN é localizada na região central e litoral da Bahia.
Durante o inverno (Figura 15c), como esperado, a ocorrência diminui drasticamente.
Isto é explicado pela ausência, neste período, de padrões de circulação atmosférica
favoráveis a gênese e manutenção dos VCAN, como a alta da Bolívia e o Cavado do
Nordeste como já debatido na literatura. Na Primavera (Figura 15d), a ocorrência dos
vórtices aumenta, indicando que os padrões de circulação atmosférica já começam a se
estabelecer. Segundo Kousky e Gan (1981) e Gan (1982), a explicação para ocorrência
destes sistemas é que o escoamento no nível de 200 hPa sobre o continente sul-
americano é mais meridional, assim é observado um sistema de alta pressão sobre o
Platô Boliviano, conhecido como AB e de um cavado posicionado sobre o OATS, que
se aprofundado, pode evoluir para um vórtice.
47
Figura 14. Distribuição espacial dos centros do VCAN no período de 37 anos.
48
Figura 15. Distribuição sazonal dos VCANs no período de 37 anos.
Como observado anteriormente, o Verão é a estação do ano que sofre a maior
influência da atuação dos VCAN sobre a precipitação. Contudo, o Outono também
recebe destaque por apresentar uma grande ocorrência dos sistemas principalmente na
região semi-árida no estado da Bahia. Portanto, as próximas análises apresentadas serão
relacionadas ao acumulado médio de precipitação e a ocorrência dos VCAN para as
duas estações citadas (Figura 16).
Atribuir precipitação a um determinado sistema meteorológico é uma tarefa
árdua quando diversos processos atmosféricos ocorrem no mesmo instante de tempo em
diversas escalas espaço-temporais. Entretanto, dentre todos os sistemas meteorológicos
que ocorrem nessa região, o VCAN é o único que inibe a convecção e
consequentemente impede a chuva. Essa característica associada ao centro do VCAN
torna possível fazer uma relação entre a posição do centro do sistema e a não ocorrência
de chuva. Este comportamento foi observado para as duas estações apresentadas (Figura
(d) (c)
(a) (b)
49
16a; b). É importante ressaltar que para inverno e primavera austral o comportamento é
semelhante, e preferiu-se não apresentar as figuras.
Para um maior detalhamento da relação entre a precipitação e a ocorrência dos
centros do VCAN, foram confeccionadas figuras para os meses contidos no Verão
Austral, período de maior influência dos VCAN (Figura 17). Na figura 17, os campos
mostrados anteriormente (densidade do centro do VCAN) são apresentados em linhas
de contorno e a precipitação em hachurado. Os meses de dezembro a março e a relação
entre a redução de precipitação e a posição do VCAN é destacadamente evidente.
Destaca-se dezembro (Figura 17a), que mostra o posicionamento sobre a região
litorânea do NEB e sobrepõe as forçantes locais, como brisas, reduzindo os acumulados
de chuva. Nos meses seguintes, nota-se uma migração do centro de atuação dos VCAN
para o semi-árido nordestino, associado a uma diminuição dos acumulados de
precipitação sobre esta região.
Os resultados trazem o questionamento de qual sistema ou condição atmosférica
é a responsável pela variabilidade de chuvas na região do NEB. Estudos como de
Molion (1987) e Molion e Bernardo (2002) sugerem que a causa da semiaridez do NEB
seja causada pela subsidência associada ao ramo descendente da circulação de Walker
sobre a região. Outro padrão observado é que El Niños fortes sempre estiveram
associados a secas moderadas e severas na região, mesmo que não seja possível
apresentar uma clara relação entre secas e El Niño devido sua grande variabilidade
espacial e temporal. Chaves e Cavalcanti (2001) criaram um padrão dos principais
sistemas meteorológicos atuantes associados a fase positiva/negativa do El Niño e já
indicavam que, em períodos secos, o VCAN está próximo ou sobre o continente Sul-
Americano. É incontestável a importância destes e outros sistemas no impacto de
chuvas no NEB. Porém, a influência do VCAN como principal sistema sinótico inibidor
de chuvas no NEB precisa ser aprofundado, principalmente após as evidências do
posicionamento dos centros destes sistemas, e que em alguns períodos, estavam
exatamente sobre o semi-árido nordestino.
Na figura 18 é mostrado a variabilidade interanual do número de VCAN dentro
dos 37 anos. É notável que os eventos de El Niño e La Nina não mostram correlação
com a oscilação do número de VCAN, confirmando análises prévias (RAMIREZ, 1997;
1999). É interessante notar o crescimento gradativo da ocorrência dos VCAN ao longo
dos anos, ocorrendo 58 VCAN no ano de 2013.
50
Figura 16. Distribuição espacial de precipitação acumulada (hachurado) e posição dos
centros de VCAN (linhas) no período de 37 anos para o verão (a) e outono (b).
Figura 17. Distribuição espacial de precipitação mm/ano (hachurado) e posição dos centros de
VCAN (linhas) no período de 37 anos para o dezembro (a), janeiro (b) e fevereiro (c).
(b) (a)
(b) (a)
51
Figura 18. Variabilidade interanual do número de VCAN durante o período de estudo.
As cores representam a intensidade do fenômeno ENOS obtidos pelo CPTEC (2017).
4.3. Análise de parâmetros dinâmicos da atmosfera
Nesta etapa do estudo, são analisadas as características dinâmicas dos setores de
borda e centro do VCAN no período de 2011 a 2016. Este período é devido a
determinação da borda pela análise da imagem de satélite, como explicado no item 3.4.
(c)
52
A análise foi feita a partir dos perfis médios dos níveis da atmosfera, boxplots mensais
para compreensão dos valores sazonais e histogramas para compreender a frequência
das variáveis. Algumas características dinâmicas já foram abordadas em outros
trabalhos (KOUSKY e GAN, 1982; RAMIREZ, 1990; COUTINHO, 2016), entretanto,
ainda existe a necessidade de compreender o perfil atmosférico entre as duas regiões
criadas pelo VCAN em toda a camada da atmosfera. As variáveis dinâmicas estudadas
foram, divergência e vorticidade relativa enquanto as variáveis meteorológicas são,
fluxo de umidade, temperatura, umidade.
Para se realizar a análise do perfil vertical médio da divergência nos setores de
borda e centro do VCAN (Figura 18) é importante salientar que quando os valores de
divergência forem negativos, significa convergência. Como esperado, observa-se um
padrão divergente em baixos níveis e convergente em altos níveis no centro do VCAN.
Em contrapartida, no setor da borda, observa-se convergência em baixos níveis e
divergência em altos níveis. Este padrão está de acordo com os modelos conceituais dos
VCAN apresentados na literatura, a exemplo de Kousky e Gan (1981). Segundo os
autores, o movimento ascendente na borda e subsidente no centro do sistema provoca
este padrão. Entretanto, na atmosfera média (entre 750 hPa – 450 hPa) existem duas
trocas de fase no perfil de divergência denotando que não ocorre uma circulação direta
dos altos níveis à superfície. Importante ressaltar que o padrão divergente na borda e
convergente no centro está confinado entre os níveis de 200 a 350 hPa, indicando que
neste estudo, a maioria dos VCAN não são profundos.
Com o intuito de se verificar a variabilidade dos padrões de
divergência/convergência no centro e na borda dos VCAN em altos e baixos níveis,
boxplots para os meses de maior ocorrência dos sistemas foram confeccionados (Figura
20). Ao se realizar a comparação entre os valores de divergência em altos (200 hPa) e
baixos (950 hPa) níveis observa-se que os valores absolutos são maiores para o nível de
200 hPa para todos os meses, confirmando a análise média feita a partir da Figura 19.
Nota-se ainda que os padrões de divergência e convergência são bastante similares para
todos os meses analisados (exceto abril e novembro), dando suporte ao resultado médio
apresentado na Figura 19. Este fato está diretamente relacionado ao nível atmosférico
no qual o sistema se desenvolve e se mantém, próximo a 200 hPa. Os padrões de
convergência e divergência observados em 950 hPa são resposta ao padrão de altos
níveis, portanto, podem ou não ter a mesma intensidade de acordo com o
53
aprofundamento do vórtice, proximidade de outros sistemas meteorológicos, entre
outros. Um outro aspecto importante é que durante o mês de março, as diferenças entre
os padrões convergentes e divergentes, principalmente em altos níveis, é maior do que
os demais meses. Apesar de não ter sido realizado teste de significância estatística, isto
pode ser um indicativo que os sistemas foram mais intensos em março, o que pode
contradizer os padrões de circulação encontrados na literatura. Pois, normalmente a Alta
da Bolívia e o Cavado do Nordeste estão melhor configurados no início do verão e não
no seu fim (KOUSKY e GAN, 1981; GAN, 1982).
Figura 19. Perfil vertical médio da divergência (s-1).
Figura 20. Boxplots de divergência no centro a 200 hPa (a) e borda a 950 hPa (b). A
escolha dos meses se deu em função da maior ocorrência dos sistemas.
(a) (b)
54
Na análise do perfil vertical médio da vorticidade relativa (Figura 21a), o padrão
clássico da vorticidade em altos níveis é bastante evidenciado, com valores mínimos no
centro do sistema entre 200 a 300 hPa com o mínimo em 250 hPa. A partir do nível não
divergente (por volta de 550 hPa), os valores variam em torno de 0 até a superfície
devido a complexa turbulência e a inexistência da circulação ciclônica. Na borda do
sistema, observa-se o padrão ciclônico com vorticidade negativa em altos níveis, porém,
com menor intensidade. O boxplot mensal (Figura 21b) confirma o padrão médio
(Figura 21a). Os menores valores de vorticidade são encontrados no centro do sistema,
região onde a maior variabilidade encontra-se no mês de março.
Figura 21. Perfil vertical médio de vorticidade relativa (a) e boxplots mensais (b).
(a) (b)
Na análise da figura do perfil vertical médio da velocidade vertical do vento
(Figura 22) é observado o sinal de movimentos ascendentes na borda e descendentes no
centro do VCAN. Este resultado é esperado devido a dinâmica de ambos os setores,
exceto da camada de 900 a 1000 hPa no setor do centro do VCAN. Isto pode ocorrer
devido a baroclínica do sistema. Em alguns casos, o VCAN inclina-se e isto pode
influenciar no valor da média, ou ainda a reanálise não conseguir explicar os padrões de
circulação próximos à superfície, que são diretamente influenciados por fluxos em
escalas menores.
55
Figura 22. Perfil vertical médio da velocidade vertical (Pa s-1).
O perfil vertical médio da convergência de umidade (Figura 23) mostra em
baixos níveis, que o aumento de convergência da umidade ocorre na borda, enquanto
que no centro do sistema é observada divergência de umidade. Na camada próxima a
superfície, entre 900 e 1000 hPa, são observados os maiores valores de convergência
(divergência) na borda (centro), com a convergência de umidade constante até próximo
a camada média da atmosfera (750 hPa). No setor do centro do VCAN em 950 hPa, é
possível observar valores positivos de convergência que não vão de encontro com o
esperado na literatura, mas vai de acordo com a figura analisada anteriormente (Fig. 22).
Outros sistemas meteorológicos atuando em conjunto com o VCAN podem causar este
padrão, em que convergência e movimentos ascendentes são observados no centro do
sistema.
56
Figura 23. Perfil média da convergência de umidade.
4.4. Análise do perfil termodinâmico da atmosfera
Neste capítulo, são analisadas as características termodinâmicas associadas aos
setores de borda e centro do VCAN em perfis médios dos níveis da atmosfera, boxplots
mensais para compreensão dos valores sazonais e histogramas para conhecer a
frequência das variáveis. As variáveis estudadas serão: temperatura potencial,
temperatura potencial equivalente, temperatura potencial equivalente saturada, CAPE,
CINE, índice K e água precipitável.
A CAPE é analisada nos setores de centro e borda (Figura 24) e os valores-limite
de CAPE, para a região tropical, estão representados na Tabela 2. Os histogramas
(Figura 24a) mostram expressivos valores de CAPE na região de convecção (borda) e
baixos valores no centro. Correia et al. (2012), em um estudo de caso de um VCAN
muito intenso no NEB, observou valores de 2 J/kg a 6 J/kg na região de subsidência e
valores entre 1218 J/kg a 1865 J/kg associados a convecção na borda do VCAN. Na
Tabela 2 é apresentada uma correlação geral entre CAPE e estabilidade atmosférica,
porém, a climatologia dos valores de CAPE varia bastante de lugar para lugar. Tomando
como base os valores da Tabela 2, na borda os valores médios são aproximadamente
57
1700 J/kg, indicando essa como uma região de alto potencial para tempestades severas,
enquanto no centro, o valor da média indica pouca instabilidade (630 J/kg). Como
observado na Figura 24a, nem sempre a região de borda está associada a valores altos de
CAPE, isso ocorre devido a existência de mecanismos dinâmicos suficientes para iniciar
a convecção mesmo com valores de CAPE baixos. Este mecanismo pode ser a própria
circulação gerada pelo VCAN, ou ser uma influência de outros sistemas meteorológicos
de escala igual ou maior que o próprio vórtice. Na Figura 24a, observa-se, no centro do
VCAN, que 68% das ocorrências de CAPE situa-se entre 0 e 500 J/kg, e na borda a
maior concentração (aproximadamente 20%), no valor de 1500 J/kg. Os valores de
CAPE na borda alcançam até 4000 J/kg, um indicativo claro de convecção severa.
Para confirmar que o comportamento geral dos histogramas apresentados na
Figura 24a é válido para os meses de maior ocorrência de VCAN, boxplots mensais
foram gerados (Figura 24b). Observa-se claramente que o padrão é mantido, com
maiores valores observados de CAPE para a região da borda, e menores para a região
central. Portanto, podemos verificar que na região de ascensão do ar (borda) processos
dinâmicos e termodinâmicos atuam para produzir a convecção e a formação de nuvens,
enquanto que na região a subsidência dinâmica associa-se a valores baixos de CAPE,
não favorecendo a convecção profunda.
58
Figura 24. Histogramas de CAPE (a) e boxplots mensal (b) nos setores do centro e
borda dos VCAN
(a)
(b)
CENTRO
59
Uma verificação da inibição convectiva a partir do índice CINE foi realizada
também para uma comparação entre a região central e a borda do VCAN (Figura 25).
As curvas da borda e do centro são similares com a maior ocorrência para valores
inferiores a 25 J/kg. Observa-se que valores de CINE superiores a 140 J/kg não ocorrem
na borda do VCAN, mas apenas no seu centro. Portanto, o CINE não apresenta valores
significativos na borda, mostrando que a inibição não é expressiva para impedir a
convecção nessa área, visto que este índice é uma barreira a ser superada para a
liberação da instabilidade condicional nos trópicos (RENNÓ E WILLIANS, 1992). No
centro, onde existem prioritariamente movimentos descendentes observa-se valores de
CINE superiores a 140 J/kg. Portanto, observa-se assim, como para os valores de
CAPE, uma associação entre a termodinâmica e a dinâmica no sentido de inibir a
convecção no centro dos VCAN. Apesar da diferença entre as regiões, os valores de
CINE se mostraram pouco expressivas quando comparadas a outras regiões tropicais
(MOTA E NOBRE, 2006; DAVID ET AL., 2009; WILLIANS E RENNÓ, 1993).
Estudos indicam que valores de CINE menores do que 15 J/kg já exigem um
mecanismo de levantamento para a iniciação da convecção.
Figura 25. Histograma de CINE nos setores do centro, borda do VCAN.
Outro índice que tem por intuito verificar o potencial convectivo de uma região
foi analisado, o Índice K (Figura 26). A análise do Índice K mostrou resultados
60
inesperados. Na região do Centro do VCAN a média da variável (aproximadamente 14),
mostrou-se de acordo com a Tabela 4, uma atmosfera pouco favorável a convecção.
Porém, existem valores maiores ou iguais a 40 no centro do VCAN, o que sugere os
mecanismos dinâmicos sobrepõe a termodinâmica e não permite a convecção ou este
índice não seja apropriado ao uso da análise de formação do sistema analisado. É
importante ressaltar que o índice K é uma medida baseada na taxa vertical da variação
da temperatura (lapse rate), no conteúdo da umidade na baixa troposfera e na extensão
vertical da camada úmida. Se um mecanismo dinâmico mais intenso (ex.: ZCIT) inseri
umidade na camada, os valores finais no cálculo do índice podem não coincidir com o
esperado. Na região da borda, o valor médio é 32, o que indica 80% de probabilidade de
formação de tempestade severa e o maior número da frequência observada encontra-se
no intervalo de classe de 30 a 40. Assim, os valores do setor da borda estão condizentes
com a característica dinâmica da região. Embora para a região do centro do VCAN
tenham sido mostrados elevados valores de Índice K, foi observado que valores
inferiores a 20 são existentes apenas nesta região. Na borda, onde espera-se mais
convecção e movimentos ascendentes intensos não foi observado valores baixos do
índice.
Figura 26. Histograma do Índice K nos setores do centro, borda do VCAN.
CENTRO
61
O ILEV é uma medida comum de estabilidade que mede a diferença entre a
temperatura do ambiente em 500 hPa e de uma parcela levantada a 500 hPa. Os valores
de ILEV dependem do nível a partir do qual uma parcela é levantada. O ILEV
originalmente destinava-se a utilizar propriedades médias de umidade e temperatura
dentro da camada limite planetária. Os valores médios de ILEV (Figura 27) no centro e
borda encontram-se entre -1 e -4 respectivamente, indicando pouco instável (centro) e
moderadamente instável (borda). Ainda é observado que, o maior número de casos
ocorreu no centro entre -3 e 1, com aproximadamente 75%, enquanto na borda entre -7
a -1, com aproximadamente 88 % das ocorrências. Este índice mostra boa relação
quando comparado ao índice K visto anteriormente, e pela análise dos extremos,
indicam que a convecção ou a supressão a convecção não é iniciada devido a apenas
aspectos termodinâmicos.
Figura 27. Histograma do Índice de levantamento nos setores do centro e borda do
VCAN.
Na análise da água precipitável (Figura 28), observa-se diferenças entre as
curvas para o centro e a borda do sistema. A média dos valores do centro foi 34 mm e
na borda de 48 mm. As observações em relação ao centro se encontram entre 20 a 50
mm com maior frequência entre 30 e 35, enquanto na borda a maior frequência está no
CENTRO
ILEV
62
intervalo de 45 a 55 mm. Este resultado era esperado, pois o centro do VCAN é mais
seco e com menor quantidade de nebulosidade, o oposto ocorre nas bordas.
Figura 28. Histograma de água precipitável nos setores do centro e borda do VCAN.
A partir dos valores de temperatura e temperatura no ponto de orvalho médio
para cada camada da atmosfera nas duas situações distintas (centro e borda do VCAN),
foram criadas duas sondagens conceituais para analisar a termodinâmica da atmosfera.
Na Figura 29a, referente ao centro, é possível observar a camada mais seca na baixa
troposfera (linhas de t e td afastadas) com o nível de condensação de levantamento em
860 hPa, enquanto na borda (Fig. 29b), a camada na baixa troposfera mostra-se mais
úmida (linhas t e td mais próximos) com o nível de condensação de levantamento em
940 hPa, o que indica que a altura da base das nuvens formadas na borda do VCAN é
muito baixa. Segundo as sondagens conceituais, o nível mais instável em ambos é em
superfície, com valores de CAPE de 510 J/kg (centro) e 1449 J/kg (borda) e CINE de 90
J/kg (centro) e 23 J/kg (borda). Em ambos, o nível de 600 hPa mostra-se como o nível
mais seco. É importante ressaltar que estes gráficos foram feitos a partir de valores
médios da temperatura e temperatura do ponto de orvalho para cada nível da atmosfera,
o que torna a sondagem bastante suavizado quando comparado a sondagem de uma
observação pontual. Contudo, este é um resultado que ainda não foi apresentado na
literatura, um modelo conceitual de sondagens no centro e na borda de um VCAN
CENTRO
63
apresentando as características termodinâmicas de cada região, com maiores condições
para convecção na borda e menores no centro do sistema.
Figura 29. Sondagem conceitual nos setores do centro (a) e borda (b) do VCAN.
(a)
(b)
64
Em combinação com as sondagens conceituais, outra análise da estabilidade da
atmosfera foi feita a partir dos perfis de ϴ, ϴe e ϴes (Figura 30). Esta é uma forma
bastante utilizada para a determinação de instabilidade condicional e instabilidade
potencial ou convectiva. A instabilidade potencial ou convectiva está relacionada a
estratificação do vapor d´água (EMANUEL, 1989). O grau de instabilidade atmosférica
é maior quando a temperatura potencial equivalente decresce bruscamente com a altura,
denotando uma camada úmida localizada logo abaixo de uma camada seca. Se uma
grande porção da atmosfera for forçada a ascender a região úmida irá diminuir sua
temperatura mais lentamente do que a região seca, devido a diferença de lapse rates.
Esta diferença fará com uma parcela ascendendo na atmosfera tenha cada vez mais
flutuabilidade a medida que atinge níveis mais elevados. Portanto a inclinação da curva
ϴe com a altura é um indicativo de qual área do VCAN apresenta maior instabilidade
convectiva.
Observa-se que a inclinação da curva de ϴe é mais pronunciada para a borda do
sistema, concordando com todos os resultados apresentados nesta pesquisa
anteriormente. Segundo Emanuel (1989), para a formação de tempestades severas uma
diminuição de ϴe brusca deve ser observada, o que não acontece no perfil para a região
da borda. Porém, os perfis apresentados na Figura 30 são médios, e por isso, alguns
efeitos podem ter sido suavizados. A nebulosidade causadora de precipitação da região
da borda dos VCAN não necessariamente é de nuvens de tempestades, nuvens quentes
podem provocar a precipitação. Este fator é especulativo e necessita de maiores
avaliações.
Uma outra avaliação que pode ser feita é a partir da curva de ϴes. Com a
mudança desta variável com a altura pode-se obter o grau de instabilidade condicional
do ambiente. A instabilidade condicional está diretamente relacionada com a variação
da temperatura do ar e umidade com a altura, o lapse rate. Se o lapse rate da atmosfera
estiver entre o lapse rate adiabático seco e o lapse rate adiabático saturado esta
atmosfera está condicionalmente instável (RENNÓ E INGERSOLL, 1996). Porém,
segundo os autores, isto só é válido a partir do nível de condensação por levantamento.
Isto significa que, se a parcela de ar em ascensão não estiver saturada, ela irá diminuir
sua temperatura por uma taxa adiabática seca (aproximadamente 10ºC/km), e o
ambiente estará mais quente do que a parcela, logo ela estará estável. Se a parcela em
ascensão estiver saturada, sua taxa de diminuição de temperatura será por volta de
65
6ºC/km, logo a parcela de ar estará mais aquecida do que o ambiente, terá
flutuabilidade, e atmosfera estará instável. Uma forma de se verificar se uma dada
atmosfera é condicionalmente instável é a partir da variação do ϴes com a altura. Se o
ϴes diminuir com a altura a atmosfera é condicionalmente instável. Portanto, pode-se
observar que tanto para a borda como para o centro dos VCAN esta condição é válida.
Contudo, para o centro, nota-se que a diminuição do ϴes com a altura acontece até
aproximadamente 800 hPa, altura um pouco acima do NCL (apresentado na Figura
30a). Este resultado indica que apenas uma pequena parte acima do NCL é
condicionalmente instável, não sendo favorável ao desenvolvimento convectivo. Em
contrapartida, para a região de borda, a condição de diminuição de ϴes com a altura se
estende até por volta de 600 hPa, um nível distante do NCL, indicando que uma camada
espessa da atmosfera apresenta-se condicionalmente instável, ou seja, favorável a
convecção desde que a parcela em ascensão esteja saturada.
66
Figura 30. Perfis de ϴ, ϴe e ϴes das sondagens conceituais do centro (a) e borda (b) do
VCAN.
(a)
(b)
67
5. CONCLUSÕES
Este trabalho foi dividido em diferentes etapas. Na primeira parte consistiu na
confecção do AIOV e climatologia de VCAN do ano de 1980 a 2016 (37anos). As
alterações adicionadas e modificadas em algoritmos anteriores mostraram um ganho de
desempenho no AIOV. O AIOV foi confeccionado partindo dos conceitos básicos do
VCAN apresentados preliminarmente, assim, o algoritmo pode ser reescrito para
atender a necessidade de outros estudos. Foi confirmado pela climatologia resultante,
que os resultados do AIOV foram precisos e consistentes com a literatura. Em todo o
estudo, foram identificados 1493 VCAN, ocorrendo com maior frequência durante o
verão (51%), enquanto a menor frequência é no inverno (5%).
As regiões de maior ocorrência do centro do VCAN sobre o continente foram: A
região central de Pernambuco; O litoral na divisa de Pernambuco e Paraíba; litoral norte
da Bahia; Região central da Bahia; Região sul da Bahia. Foi observado que no Oceano
Atlântico Sul adjacente a costa do NEB também mostra uma grande densidade de
VCAN. Sazonalmente, no verão, os VCAN ocorrem com maior frequência nas regiões
litorânea e centro-sul da Bahia, central de Pernambuco e no litoral da divisa de
Pernambuco e Paraíba, enquanto no outono, a região central e litoral da Bahia são as
mais afetadas. É importante ressaltar que essa densidade se refere ao centro do VCAN
em altos níveis, o que implica em ausência de nebulosidade e chuva em superfície. É
possível ver o sinal da existência do VCAN na ausência de chuva no NEB sazonalmente
e mensalmente, induzindo a relação entre as estiagens a presença do centro do VCAN.
Observou-se ainda que uma grande parte dos VCAN ocorreram sobre o semi-árido
nordestino, o que pode ser um indicativo que estes sistemas tem um forte papel no
déficit hídrico na região.
Na análise da divergência do perfil médio da atmosfera, os VCAN analisados
estiveram de acordo como conceito clássico. Em altos níveis foi observada divergência
na borda e convergência no centro enquanto que em baixos níveis o comportamento foi
o oposto. Porém, na atmosfera média (entre 750 hPa – 450 hPa) existem duas trocas de
fase no perfil de divergência indicando que não ocorre uma circulação direta dos altos
níveis à superfície. O perfil médio da vorticidade na atmosfera apresenta características
esperadas do VCAN e corrobora a análise da divergência em relação período avaliado.
O perfil de convergência de umidade compreende o esperando, maior convergência na
68
região da borda próximo à superfície, para valores mínimos conforme sobe na
atmosfera.
A análise de CAPE em superfície mostra o esperado na literatura, grandes valores
de CAPE na borda e baixos valores no centro. Em alguns casos, foi observado valores
baixos de CAPE na borda (entre 0 e 500 J/kg), isto ocorre, devido a existência de um
mecanismo dinâmico de circulação, que eleva as parcelas de ar e forma nuvens e
precipitação. Ainda é possível afirmar que a borda do VCAN pode ser fortemente
influenciada por sistemas meteorológicos de escala igual ou maior que o próprio VCAN
(quando os valores de CAPE < 500). Na análise da CINE, os resultados indicam que, na
borda, a parcela de ar tem uma barreira menor a ser quebrada, o que facilita o
desenvolvimento da nuvem. Os valores de CINE se mostraram pouco expressivos
quando comparados a outras regiões tropicais. O índice K mostra valores maiores ou
iguais a 40 no centro, o que sugere que mecanismos dinâmicos sobrepõe a
termodinâmica e não permite a convecção ou este índice não seja apropriado ao uso da
análise de formação de tempestades nessa região. O ILEV tem resultados semelhantes
ao Índice K, contudo, menor instabilidade foi encontrada no centro do vórtice.
Duas sondagens conceituais foram apresentadas, com o intuito de determinar
características do perfil termodinâmico da atmosfera na borda e no centro dos VCAN.
Devido elas serem baseadas em médias da temperatura e temperatura do ponto de
orvalho, acabaram mostrando-se bastante suavizadas, mas ainda sim trazem resultados
interessantes. O principal deles é o nível de condensação de levantamento (NCL) em
860 hPa no centro do VCAN, enquanto na borda NCL encontra-se em 940 hPa. O perfil
sobre a região da borda se mostrou mais instável do que o perfil no centro do VCAN. O
perfil das temperaturas potenciais, potencial equivalente e potencial equivalente
saturada também mostram as características vistas nas sondagens. Estes resultados
foram considerados de grande importância, pois apresentou-se um modelo conceitual
relacionado a termodinâmica dos VCAN, resultado este que é inédito na literatura e
pode ser utilizado como base para diversos estudos futuros.
69
TRABALHOS FUTUROS
Recomenda-se para futuros estudos;
• Ampliar o período no estudo termodinâmico;
• Avaliar outros índices termodinâmicos;
• Maior detalhamento sobre o impacto da posição do VCAN sobre o semi-árido
do NEB;
• Estudar separadamente as características termodinâmicas de VCAN seco e
úmido;
70
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